Los gases volcánicos son gases emitidos por volcanes activos (o, en ocasiones, inactivos) . Estos incluyen gases atrapados en cavidades ( vesículas ) en rocas volcánicas , gases disueltos o disociados en magma y lava , o gases que emanan de lava, de cráteres o respiraderos volcánicos. Los gases volcánicos también pueden emitirse a través de aguas subterráneas calentadas por la acción volcánica .
Las fuentes de gases volcánicos en la Tierra incluyen:
Las sustancias que pueden volverse gaseosas o desprender gases cuando se calientan se denominan sustancias volátiles.
Los principales componentes de los gases volcánicos son el vapor de agua (H 2 O), el dióxido de carbono (CO 2 ), el azufre , ya sea como dióxido de azufre (SO 2 ) (gases volcánicos de alta temperatura) o sulfuro de hidrógeno (H 2 S) (gases volcánicos de baja temperatura). gases volcánicos), nitrógeno , argón , helio , neón , metano , monóxido de carbono e hidrógeno . Otros compuestos detectados en los gases volcánicos son el oxígeno (meteórico) [ se necesita aclaración ] , el cloruro de hidrógeno , el fluoruro de hidrógeno , el bromuro de hidrógeno , el hexafluoruro de azufre , el sulfuro de carbonilo y los compuestos orgánicos . Los compuestos traza exóticos incluyen mercurio , [1] halocarbonos (incluidos los CFC ), [2] y radicales de óxido de halógeno . [3]
La abundancia de gases varía considerablemente de un volcán a otro, según la actividad volcánica y el entorno tectónico. El vapor de agua es consistentemente el gas volcánico más abundante y normalmente representa más del 60% de las emisiones totales. El dióxido de carbono suele representar entre el 10 y el 40% de las emisiones. [4]
Los volcanes ubicados en límites de placas convergentes emiten más vapor de agua y cloro que los volcanes en puntos calientes o límites de placas divergentes . Esto se debe a la adición de agua de mar a los magmas formados en las zonas de subducción . Los volcanes con límites de placas convergentes también tienen proporciones más altas de H 2 O/H 2 , H 2 O / CO 2 , CO 2 /He y N 2 /He que los volcanes con límites de placas convergentes o de puntos calientes . [4]
El magma contiene componentes volátiles disueltos , como se describió anteriormente. Las solubilidades de los diferentes constituyentes volátiles dependen de la presión, la temperatura y la composición del magma . A medida que el magma asciende hacia la superficie, la presión ambiental disminuye, lo que disminuye la solubilidad de los volátiles disueltos. Una vez que la solubilidad disminuye por debajo de la concentración de volátiles, los volátiles tenderán a salir de la solución dentro del magma (exsolver) y formar una fase gaseosa separada (el magma está sobresaturado en volátiles).
Inicialmente, el gas se distribuirá por todo el magma en forma de pequeñas burbujas que no pueden ascender rápidamente a través del magma. A medida que el magma asciende, las burbujas crecen mediante una combinación de expansión mediante descompresión y crecimiento a medida que la solubilidad de los volátiles en el magma disminuye aún más, lo que provoca que se exuelva más gas. Dependiendo de la viscosidad del magma, las burbujas pueden comenzar a ascender a través del magma y fusionarse, o permanecer relativamente fijas en su lugar hasta que comienzan a conectarse y formar una red conectada continuamente. En el primer caso, las burbujas pueden ascender a través del magma y acumularse en una superficie vertical, por ejemplo, el "techo" de una cámara de magma. En los volcanes con un camino abierto hacia la superficie, por ejemplo Stromboli en Italia , las burbujas pueden llegar a la superficie y, cuando estallan, se producen pequeñas explosiones. En este último caso, el gas puede fluir rápidamente a través de la red permeable continua hacia la superficie. Este mecanismo se ha utilizado para explicar la actividad en Santiaguito, volcán Santa María , Guatemala [5] y volcán Soufrière Hills , Montserrat . [6] Si el gas no puede escapar lo suficientemente rápido del magma, lo fragmentará en pequeñas partículas de ceniza. La ceniza fluidizada tiene una resistencia al movimiento mucho menor que el magma viscoso, por lo que se acelera, provocando una mayor expansión de los gases y aceleración de la mezcla. Esta secuencia de eventos impulsa el vulcanismo explosivo. Si el gas puede escapar suavemente (erupciones pasivas) o no (erupciones explosivas) está determinado por el contenido volátil total del magma inicial y la viscosidad del magma, que está controlada por su composición.
El término desgasificación de "sistema cerrado" se refiere al caso en el que el gas y su magma original ascienden juntos y en equilibrio entre sí. La composición del gas emitido está en equilibrio con la composición del magma a la presión y temperatura a la que el gas sale del sistema. En la desgasificación en "sistema abierto", el gas abandona su magma original y asciende a través del magma suprayacente sin permanecer en equilibrio con ese magma. El gas liberado en la superficie tiene una composición que es un promedio del flujo másico del magma exsolvedo a varias profundidades y no es representativo de las condiciones del magma en ninguna profundidad determinada.
La roca fundida (ya sea magma o lava) cerca de la atmósfera libera gas volcánico de alta temperatura (>400 °C). En las erupciones volcánicas explosivas , la liberación repentina de gases del magma puede provocar movimientos rápidos de la roca fundida. Cuando el magma encuentra agua, agua de mar, agua de lago o agua subterránea, puede fragmentarse rápidamente. La rápida expansión de los gases es el mecanismo impulsor de la mayoría de las erupciones volcánicas explosivas. Sin embargo, una parte importante de la liberación de gas volcánico se produce durante fases de reposo casi continuas del vulcanismo activo.
Cuando el gas magmático que viaja hacia arriba encuentra agua meteórica en un acuífero , se produce vapor. El calor magmático latente también puede hacer que las aguas meteóricas asciendan en fase de vapor. La interacción prolongada entre fluido y roca de esta mezcla caliente puede lixiviar componentes de la roca magmática que se enfría y también de la roca rural , provocando cambios de volumen y transiciones de fase, reacciones y, por tanto, un aumento de la fuerza iónica del fluido que se filtra hacia arriba. Este proceso también disminuye el pH del fluido . El enfriamiento puede provocar separación de fases y deposición de minerales , acompañado de un cambio hacia condiciones más reductoras. En la superficie de estos sistemas hidrotermales , los gases volcánicos de baja temperatura (<400 °C) emanan como mezclas de vapor y gas o en forma disuelta en aguas termales . En el fondo del océano, estos fluidos hidrotermales sobresaturados y calientes forman estructuras de chimeneas gigantescas llamadas fumadores negros , en el punto de emisión al agua fría del mar .
A lo largo del tiempo geológico, este proceso de lixiviación hidrotermal, alteración y/o redeposición de minerales en la roca del país es un proceso efectivo de concentración que genera ciertos tipos de depósitos de minerales económicamente valiosos.
La liberación de gas puede ocurrir por advección a través de fracturas o mediante desgasificación difusa a través de grandes áreas de terreno permeable como estructuras de desgasificación difusa (DDS). En los sitios de pérdida de gas advectivo, la precipitación de azufre y minerales raros forma depósitos de azufre y pequeñas chimeneas de azufre, llamadas fumarolas . [7] Las estructuras fumarólicas de muy baja temperatura (por debajo de 100 °C) también se conocen como solfataras . Los sitios de desgasificación en frío de predominantemente dióxido de carbono se llaman mofettes . Las aguas termales de los volcanes suelen mostrar una cantidad mensurable de gas magmático en forma disuelta.
Las emisiones globales actuales de gases volcánicos a la atmósfera pueden clasificarse como eruptivas o no eruptivas. Aunque todas las especies de gases volcánicos se emiten a la atmósfera, las emisiones de CO 2 (un gas de efecto invernadero ) y SO 2 son las que más se han estudiado.
Desde hace tiempo se reconoce que las erupciones aportan emisiones totales de SO 2 mucho menores que la desgasificación pasiva. [8] [9] Fischer et al (2019) estimaron que, de 2005 a 2015, las emisiones de SO 2 durante las erupciones fueron de 2,6 teragramos (Tg o 10 12 go 0,907 gigatoneladas Gt) por año [10] y durante los períodos no eruptivos de desgasificación pasiva fueron de 23,2 ± 2Tg al año. [10] Durante el mismo intervalo de tiempo, se estimó que las emisiones de CO 2 de los volcanes durante las erupciones fueron de 1,8 ± 0,9 Tg por año [10] y durante la actividad no eruptiva fueron de 51,3 ± 5,7 Tg por año. [10] Por lo tanto, las emisiones de CO 2 durante las erupciones volcánicas son menos del 10% de las emisiones de CO 2 liberadas durante la actividad volcánica no eruptiva.
La erupción del Monte Pinatubo ( VEI 6) en Filipinas el 15 de junio de 1991 liberó un total de 18 ± 4 Tg de SO 2 . [11] Erupciones tan grandes de VEI 6 son raras y solo ocurren una vez cada 50 a 100 años. Las erupciones de Eyjafjallajökull (VEI 4) en Islandia en 2010 emitieron un total de 5,1 Tg de CO 2 . [12] Las erupciones de VEI 4 ocurren aproximadamente una vez al año.
A modo de comparación, Le Quéré, C. et al estiman que la quema humana de combustibles fósiles y la producción de cemento procesaron 9,3 Gt de carbono por año entre 2006 y 2015, [13] creando hasta 34,1 Gt de CO2 al año.
Algunas estimaciones recientes de emisiones volcánicas de CO 2 son más altas que las de Fischer et al (2019). [10] Las estimaciones de Burton et al. (2013) de 540 Tg CO 2 /año [14] y de Werner et al. (2019) de 220 - 300 Tg CO 2 /año [12] tienen en cuenta las emisiones difusas de CO 2 de las regiones volcánicas.
Los gases volcánicos fueron recolectados y analizados ya en 1790 por Scipione Breislak en Italia. [15] La composición de los gases volcánicos depende del movimiento del magma dentro del volcán. Por tanto, los cambios repentinos en la composición del gas a menudo presagian un cambio en la actividad volcánica. En consecuencia, una gran parte del seguimiento de los peligros de los volcanes implica la medición periódica de las emisiones gaseosas. Por ejemplo, un aumento en el contenido de CO 2 de los gases en Stromboli se ha atribuido a la inyección de magma fresco rico en volátiles en las profundidades del sistema. [dieciséis]
Los gases volcánicos se pueden detectar (medir in situ) o tomar muestras para su posterior análisis. La detección de gases volcánicos puede ser:
El dióxido de azufre (SO 2 ) se absorbe fuertemente en las longitudes de onda ultravioleta y tiene bajas concentraciones de fondo en la atmósfera. Estas características hacen del dióxido de azufre un buen objetivo para el seguimiento de los gases volcánicos. Puede detectarse mediante instrumentos satelitales, que permiten un seguimiento global, y mediante instrumentos terrestres como DOAS. Los conjuntos DOAS se colocan cerca de algunos volcanes bien monitoreados y se utilizan para estimar el flujo de SO 2 emitido. El sistema analizador de gases multicomponente (Multi-GAS) también se utiliza para medir de forma remota CO 2 , SO 2 y H 2 S. [17] Los flujos de otros gases generalmente se estiman midiendo las proporciones de diferentes gases dentro de la columna volcánica. , por ejemplo, mediante FTIR, sensores electroquímicos en el borde del cráter del volcán o muestreo directo, y multiplicando la relación entre el gas de interés y el SO 2 por el flujo de SO 2 .
El muestreo directo de gas volcánico a menudo se realiza mediante un método que involucra un matraz al vacío con solución cáustica , utilizado por primera vez por Robert W. Bunsen (1811-1899) y luego refinado por el químico alemán Werner F. Giggenbach (1937-1997), denominado Botella de Giggenbach . Otros métodos incluyen la recolección en contenedores vacíos al vacío, en tubos de vidrio de flujo continuo, en botellas de lavado de gases (depuradores criogénicos), en paquetes de filtros impregnados y en tubos adsorbentes sólidos.
Las técnicas analíticas para muestras de gases comprenden cromatografía de gases con detección de conductividad térmica (TCD), detección de ionización de llama (FID) y espectrometría de masas (GC-MS) para gases, y diversas técnicas químicas húmedas para especies disueltas (por ejemplo, valoración acidimétrica de CO 2 disuelto). y cromatografía iónica para sulfato , cloruro y fluoruro ). La composición de trazas de metales, trazas orgánicas e isotópicas generalmente se determina mediante diferentes métodos de espectrometría de masas.
Ciertos componentes de los gases volcánicos pueden mostrar signos muy tempranos de condiciones cambiantes en profundidad, lo que los convierte en una poderosa herramienta para predecir disturbios inminentes. Utilizado junto con datos de monitoreo sobre sismicidad y deformación , el monitoreo correlativo gana una gran eficiencia. El monitoreo de gases volcánicos es una herramienta estándar de cualquier observatorio de volcanes . Desafortunadamente, los datos de composición más precisos todavía requieren peligrosas campañas de muestreo de campo. Sin embargo, las técnicas de teledetección han avanzado enormemente durante la década de 1990. El Proyecto de Desgasificación de Carbono de la Tierra Profunda está empleando teledetección Multi-GAS para monitorear 9 volcanes de forma continua.
Los gases volcánicos fueron directamente responsables de aproximadamente el 3% de todas las muertes humanas relacionadas con los volcanes entre 1900 y 1986. [4] Algunos gases volcánicos matan por corrosión ácida ; otros matan por asfixia . Algunos gases volcánicos, incluidos el dióxido de azufre, el cloruro de hidrógeno, el sulfuro de hidrógeno y el fluoruro de hidrógeno, reaccionan con otras partículas atmosféricas para formar aerosoles . [4]
.jpg/1280px-B%C3%A1r%C3%B0arbunga_-_Holuhraun_(14971302084).jpg)
_13_(14485765845).jpg/1280px-Grand_Prismatic_Spring_(11_August_2011)_13_(14485765845).jpg)